8 MART 2010 BAŞYURT (KARAKOÇAN) DEPREMİ (M W =6.0) TELESİSMİK KAYNAK ÖZELLİKLERİ: SİSMOTEKTONİK ÇIKARIMLAR

ÖZET: 8 MART 2010 BAŞYURT (KARAKOÇAN) DEPREMİ (M W =6.0) TELESİSMİK KAYNAK ÖZELLİKLERİ: SİSMOTEKTONİK ÇIKARIMLAR Murat UTKUCU 1, Emrah BUDAKOĞLU 2 ve Levent GÜLEN 3 1 Doçent, Sakarya Üniversitesi, Jeofizik Müh. Bölümü, Esentepe Kampüsü 2 Araştırma Görevlisi, Sakarya Üniversitesi, Jeofizik Müh. Bölümü, Esentepe Kampüsü 3 Profesör, Sakarya Üniversitesi, Jeofizik Müh. Bölümü, Esentepe Kampüsü Email: mutkucu@sakarya.edu.tr, ebudakoglu@sakarya.edu.tr Bu çalışmada, 8 Mart 2010 Başyurt depreminin (M W =6.0) kaynak özelliklerini telesismik uzaklıklarda kayıt edilmiş 21 P ve 10 SH dalga şeklini kullanarak inceledik. İlk önce nokta-kaynak modellemesi yapılmıştır. Nokta-kaynak modellemesi faylanmanın doğrultu-atımlı olduğunu ve telesismik kayıtların dış merkezin 2 km eğim yukarısında ve 4 km derinlikte yerleşmiş sismik moment serbestlenmesi 0.96x10 18 Nm olan bir nokta-kaynak ile modellenebileceğini göstermiştir. KD-GB uzanımlı düğüm düzlemi (doğrultu=57 o, eğim=79 o GD, rake=22 o ), uzanımı DAFZ nun yerel uzanımı ve artçı depremlerin belirlediği yönelim ile uyumlu olduğundan fay düzlemi olarak seçilmiş ve bu da sol-yanal bir faylanmayı önermektedir. İkinci olarak sonlu-kaynak modellemesi yapılmıştır. Depremin kaynağı, 2 km eşit aralıklarla 10x6 nokta-kaynak gridi kullanılarak oluşturulan 20x12 km 2 lik bir fay düzlemi ile temsil edilmiştir. Bir kaç ters çözüm denemesi, KD-GB doğrultulu bir düzlem üzerinde ve çoğunlukla GB yönünde yayılan bir kırılmanın kullanılan veriyi en iyi açıkladığını göstermiştir (toplam sismik moment 1.22x10 18 Nm, M W =6.0). Deprem, 2 fay pürüzünün kırılması sonucu oluşmuştur. En büyük kayması 0.73 m olan büyük pürüz odağın GB sında 8 km derinlikte yer alırken, en büyük kayması 0.49 m olan küçük pürüz odağın KD sunda yerleşmiştir. ANAHTAR KELİMELER: 2010 Başyurt depremi, Sonlu-fay, Nokta-kaynak 1. GİRİŞ Doğu Anadolu da Arap levhası, Bitlis Bindirme Kuşağı (BBK) olarak adlandırılan bir deformasyon zonu boyunca Anadolu levhası ile çarpışmaktadır (Eyidoğan, 1983; Barka ve Reilinger, 1997) (Şekil 1). GPS çalışmaları, Arap levhasının Avrasya levhasına göre yaklaşık 18 mm/yıl lık bir hızla KB doğrultusunda hareket ettiğine işaret etmektedir (McClusky vd., 2000; Reilinger vd. 2006). Bu çarpışma Anadolu Levhası nın batıya doğru kaçmasına neden olmaktadır. Anadolu levhasının batıya doğru hereketi sağ-yanal atımlı Kuzey Anadolu (KAFZ) ve sol-yanal atımlı Doğu Anadolu Fay Zonları (DAFZ) boyunca gerçekleşmektedir (Şekil 1) (Barka ve Kadinsky-Cade, 1988; Şaroğlu vd., 1992). Bu fay zonları boyunca GPS çalışmaları ile belirlenen kayma hızları yaklaşık sırasıyla 25 mm/yıl ve 9 mm/yıl dır (McClusky vd., 2000; Reilinger vd. 2006). Bu iki fay zonu Karlıova Üçlü Eklemi (KÜE) olarak adlandırılan yerde birleşmektedir (Şekil 2) (Gülen vd, 1987; Barka ve Kadinsky-Cade, 1988). Doğu Anadolu daki bu güncel tektonik hareketler GPS çalışmalarının yanı sıra, bölgede meydana gelmiş önemli depremlerin odak mekanizmaları çözümleri ile de desteklenmektedir (Şekil 1 ve 2) (Eyidoğan, 1983; Jackson ve McKenzie, 1984; Taymaz vd., 1991; Pınar, 1995; Kalafat vd. 2009). Arap levhası ile Anadolu levhası arasındaki göreceli hareketi karşılayan sol-yanal doğrultu atımlı DAFZ, yaklaşık 580 km uzunluğuyla KÜE den İskenderun Körfezi civarına kadar uzanmakta ve bu bölgede Ölüdeniz Fay Zonu (ÖDFZ) ile birleşmektedir (bkz. Şekil 1) (Gülen vd. 1987; Barka ve Kadinsky-Cade, 1988; Arpat ve Şaroğlu, 1972; Arpat ve Şaroğlu, 1975; Şaroğlu vd., 1992). Bu çalışmada incelenecek olan 8 Mart 2010 Başyurt depremi (M W =6.0) episantrı DAFZ nun en kuzeydeki parçası olarak tanımlanan Karlıova- Bingöl Fay Segmenti (KFS) ile Palu-Bingöl Segmentleri (PBS) arasındaki sıkışmasal fay basamağı içinde yerleşmiştir (Tablo 1, Şekil 2) (Kalafat vd. 2010, Emre vd. 2010). Deprem, Elazığ ilinin Kovancılar, Karakoçan ve Palu ilçeleri ile Bingöl merkez ilçeye bağlı köylerde can ve mal kayıpları ile yapısal hasarlara 1

yol açmıştır (Kalafat vd. 2010, Emre vd. 2010, Aşkan vd 2010, Celep vd. 2010). Deprem sonucu 42 can kaybı meydana gelmiştir. KFS nin güney kesimi 22 Mayıs 1971 Bingöl depremi (M W =6.7) ile PBS ise 3 Mayıs 1874 (M S =7.1) Gölcük Gölü depremi ile kırılmıştır (Ambraseys 1989; Taymaz vd. 1991; Pınar 1995; Ambraseys ve Jackson 1998; Nalbant vd. 2002). Bu iki deprem kırılması sonucu oluşan Coulomb statik gerilme değişimlerinin modellenmesi, KFS ile PBS arasındaki sıkışmasal fay basamağında gerilme artışı meydana geldiğini göstermiş ve bu sıkışmasal basamak ile ilgili fayların göreceli olarak yüksek deprem tehlikesi arz ettiği öngörüsünde bulunulmuştur (Nalbant vd. 2002). Şekil 1. Türkiye nin belli başlı tektonik unsurlarını (içteki şekil) ve Doğu Anadolu nun ayrıntılı tektonik özelliklerini (büyük şekil) bölgede meydana gelmiş ve fay düzlemi çözümleri bilinen M 6.0 depremlerle birlikte gösteren sismotektonik harita. McKenzie, 1972; Eyidoğan, 1983; Jackson ve McKenzie, 1984; Taymaz vd., 1991; Pınar, 1995; Kalafat vd. 2009 ve Harvard CMT katalogundan derlenmiştir. Büyük harita içindeki dikdörtgen Şekil 2 nin kapsadığı harita alanını göstermektedir. DAFZ: Doğu Anadolu Fay Zonu, KAFZ: Kuzey Anadolu Fay Zonu, BBK: Bitlis Bindirme Kuşağı, KÜE: Karlıova Üçlü Eklemi. Büyük oklar göreceli levha hareketlerine işaret etmektedir. 19. yüzyılda DAFZ üzerinde meydana gelen Ms 6.7 büyüklüğündeki deprem kırılmalarıda gösterilmiştir (Ambraseys 1989). Şekil 2. Karlıova Üçlü Eklemi (KÜE) civarında yer alan fayları, 1784 Elmalı depremi sonrasında meydana gelen M 6.0 depremlerin episantrlarını (içi siyah yıldızlar) ile mevcut fay düzlemi çözümlerini ve 2005 yılında KÜE yakınında meydana gelen ve büyüklükleri 5.5<M W <6.0 olan depremlerin episantrlarını (içi beyaz yıldızlar) gösteren sismotektonik harita. Arpat ve Şaroğlu 1972, Eyidoğan, 1983, Jackson ve 2

McKenzie, 1984, Taymaz vd., 1991, Şaroğlu vd. 1992, Pınar 1995 ve Kalafat vd. 2009 den derlenmiştir. KFP: Karlıova-Bingöl Fay segmenti, PBS: Palu Bingöl Fay Segmenti. Sol yanal doğrultu atımlı KFS ile PBS arasındaki sağa sıçramalı fay basamağında gelişen sıkışma Gökdere yükselimi olarak adlandırılan tektonik bir sırt oluşturmuştur (Arpat ve Şaroğlu, 1972; Emre vd. 2010). Yükselim güneydoğusunda varlığı tartışmalı olan ve Genç Fayı olarak adlandırılan bir çizgisellikle sınırlanırken batıda PBS nin kuzey ucu ve bu segmentin fay basamağı içine olan uzanımında yer alan alt fay segmentlerince sınırlanır (Emre vd. 2010). KD-GB doğrultusunda toplam 15 km lik bir uzunluk boyunca sola sıçramalı bir geometride, 2 ile 10 km arasında değişen boylarda uzanan sol-yanal atımlı bu alt faylar Arpat ve Şaroğlu (1972) de olası faylar olarak gösterilmiştir. Episantrı bu fayların uzandığı bölgede yer alan 2010 Başyurt depremi sonucu yapılan ve arazi gözlemlerini de içeren incelemeler sonucunda kesin faylar olarak gösterilmişlerdir (Emre vd. 2010). 2010 Başyurt depreminin KD-GB doğrultuda uzanan ve deprem için sol yanal doğrultu atımlı faylanma öneren kaynak mekanizma çözümü (Tablo 1; Şekil 2) ve depremin ardından oluşan artçı depremlerin belirlediği KD-GB doğrultuda uzanan kümelenme (Kalafat vd. 2010; Tübitak Elazığ depremi raporu) 2010 Başyurt depremi kaynağının bu faylardan biri olduğunu önermektedir. Nitekim, Emre vd. (2010) yüzey fay geometrisi ve artçı deprem kümelenmesi uzanımından bu alt faylardan Aşağı Demirci ve Sarıbuğday köyleri arasında 10 km lik bir uzunluk boyunca uzanan fayı depremin kaynağı olarak belirlemişlerdir. Bu fay K55 o D doğrultulu ve arazide bir noktada ölçülen eğimi 75 o G dir. Bu çalışmada, 2010 Başyurt depremi depreminin nokta-kaynak ve sonlu-fay kaynak özellikleri telesismik uzaklıklarda kayıt edilmiş dalga şekilleri kullanılarak incelenmesi amaçlanmaktadır. Elde edilen sonuçlar sismotektonik açıdan yorumlanacaktır. Tablo 1. 8 Mart 2010 Başyurt depremi için önceki çalışmalardan elde edilen kaynak parametreleri. KRDAE DDB USGS HARV Doğrultu ( o ) 33 43 233 228 Eğim ( o ) 74 85 89 83 Kayma Açısı ( o ) -30 24-48 -21 M o (x10 18 Nm) Magnitüd (M w ) 1.3 6.0-5.8 1.3 6.1 1.5 6.1 Enlem ( o ) 38.79 38.77 38.78 38.80 Boylam ( o ) 40.15 40.02 39.99 40.04 Derinlik (km) 4.0 6.0 10.0 15.1 KRDAE: Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü; USGS: Amerikan Jeolojik Araştırmalar Kurumu; DDB: Deprem Dairesi Başkanlığı; HARV: Harvard GCMT. 2. KULLANILAN VERİ Çalışmada, 2010 Başyurt depreminin kaynak özelliklerinin incelenmesi için telesismik uzaklıklarda kayıt edilmiş 21 P ve 10 SH dalga şekli kullanılmıştır. Sayısal ortamdaki bu veriler internet aracılığıyla IRIS GDSN web sayfasından indirilmiş ve 0.5 s aralıklarla örneklenerek 0.01-0.33 Hz aralığında bant-geçişli filtre ile filtrelenmiştir. 2010 Başyurt depreminin rapor edilmiş büyüklüğü (Tablo 1) ve aşağıdaki bölümlerde sunulan model tanımlaması (kırılma hızı ve model fay düzlemi boyutları) dikkate alınarak, nokta-kaynak telesismik analizi için 35 sn lik, sonlu-fay telesismik analizi için de 25 sn lik bir veri uzunluğu seçilmiştir. 3. YÖNTEM Nokta kaynak modellemesi için Kikuchi ve Kanamori (1991) tarafından geliştirilmiş bir yöntem kullanılmıştır. Yöntemin uygulanması için doğrultu ve eğim boyunca 2 km aralıklara sahip 10x6 nokta kaynaklı bir nokta-kaynak gridi faylanmayı temsil için oluşturulmuştur (Şekil 3). Nokta-kaynak gridinin başlangıç doğrultusu 47 o olarak seçilmiştir. Kırılma hızı 3 km/sn alınmış ve 2 sn yükselim ve düşümlü üçgen kaynak zaman fonksiyonu sentetik sismogramların hesaplanmasında Tablo 2 de verilen kabuksal hız modeli ile birlikte kullanılmıştır. Sonlu-fay modellemesinde kullanılan yöntem Kikuchi vd. (2003) tarafından geliştirilmiş yöntemdir. Nokta kaynak modellemesindeki ile aynı bir nokta kaynak gridi (Şekil 3) faylanma 3

düzlemini temsil için kullanılmıştır. Faylanma düzleminin doğrultu, eğim ve kayma vektörü açısı için noktakaynak modellemesi sonucunda elde edilen değerler seçilmiştir. Bununla birlikte kayma vektörü açısının verilen değerin ±45 o etrafında değişimine olanak tanınmıştır. Faylanma düzlemi odak noktası temel alınarak kabuk içine yerleştirilmiş ve faylanma düzleminin odağa göre farklı konumları için ters çözüm denemeleri yapılmıştır. Modellemede kırılma hızı 3 km/sn alınmış ve sentetik sismogramların hesaplanmasında Tablo 2 de verilen kabuksal hız modeli kullanılmıştır. Modellemede zaman penceresi yaklaşımı kullanılarak model fay düzlemi üzerinde kırılma hızında ve kaynak yükselim zamanında yerel değişimlere olanak sağlanmıştır. Depreminin sonlu-fay ters çözümü analizinde 5 zaman penceresi kullanılmış ve her bir zaman penceresi içinde kaynak zaman fonksiyonu (source-time function) 0.6 s yükselim zamanına sahiptir. Herbir zaman penceresi bir öncekinden 0.6 s geciktirilmiş, böylece modellemede fay düzlemi üzerindeki her bir noktada toplam 3 s lik bir yükselim zamanına olanak sağlanmıştır. Başlangıçta tanımlanan sonlu-fay modelinden hesaplanan sentetik sismogramların gözlenmiş verilere en iyi en iyi uyumu vermesini sağlayan kayma dağılımı en küçük kareler yöntemi ile bulunmaktadır. Tablo 2. 8 Mart 2010 Başyurt depremi analizinde kullanılan kabuksal hız modeli (Aktar vd., 2000). Kalınlık (km) V p (km/sn) V s (km/sn) (gr/cm 3 ) 2.0 2.50 1.44 2.66 2.0 4.51 2.61 2.75 2.0 4.85 2.80 2.80 6.0 5.75 3.32 2.88 12.0 6.50 3.76 3.00 12.0 7.16 4.14 3.30 4.0 7.60 4.39 3.40 0.0 8.80 5.08 3.50 Şekil 3. 8 Mart 2010 Başyurt depremi telesismik nokta-kaynak (soldaki) ve sonlu-fay modellemesi (sağdaki) için çalışmada kullanılan nokta kaynak gridleri. Nokta-kaynak modellemesi için seçilen referans noktası ve modelleme sonucu bulunan kaynak lokasyonu da gösterilmiştir. Sonlu fay modellemesinde denenen kırılma başlangıç noktaları M1, M2 ve M3 olarak etiketlenmiştir. 4. TERS ÇÖZÜM SONUÇLARI Telesismik nokta kaynak analizinde 2010 Başyurt depreminin dalga şekilleri tek kaynakla tatmin edici bir şekilde modellenebilmiştir. Nokta-kaynak modelleme sonucu ve sentetik-gözlenmiş dalga şekli uyumları Şekil 4 de gösterilmiştir. Depremin faylanmasını temsil eden tek nokta kaynak modelleme başlangıcında oluşturulan nokta-kaynak gridi üzerinde seçilen referans noktasının 2 km üzerinde (yani 4 km derinlikte) yer almaktadır (bkz. Şekil 3). Elde edilen düzlemlerden KD-GB doğrultulu olanı depremin oluştuğu yerel fayın ve DAFZ nun genel doğrultusuna uyum sergilediğinden faylanma düzlemi seçilmiştir. Buna göre bulunan nokta-kaynak için elde edilen kaynak parametreleri doğrultu=57 o, eğim=79 o, kayma açısı=22 o ve sismik moment=9.6x10 17 Nm dir. Sonlu-fay modellemesinde nokta-kaynak gridi ile temsil edilen faylanma 4

düzleminin doğrultu, eğim ve kayma açısı nokta-kaynak modellemesi sonucunda elde edilen değerler olarak seçilmiştir (Doğrultu=57 o, eğim=79 o ve kayma açısı=22 o ). Ancak, modellemede kayma vektörü açısının 22 ±45 aralığında değişimine olanak sağlanmıştır. Model tanımlaması yapılırken değinildiği üzere, sonlu-fay modellemesinde kırılma başlangıcı 8 km derinlikte fay düzleminin GB kenarına yakın (Model M1), ortasında (Model M2) ve ve KD kenarına yakın (Model M3) seçilerek çeşitli denemeler yapılmıştır. Model M1 ve M3 de kırılma başlangıç noktasının sırasıyla fay düzleminin GB ve KD kenarlarına uzaklıkları 4km dir. Tablo 3 de verilen bu modellerle yapılan ters çözüm denemelerinden hesaplanan hata miktarları dikkate alındığında Model M3 denemesinin yani faylanmanın KD kenarına yakın bir kırılma başlangıcının dalga şekillerine en iyi uyumu verdiği gözlenmiştir. Şekil 4. Nokta kaynak modellemesi sonucu elde edilen kaynak-zaman fonksiyonu, kaynak mekanizması ve sentetik-gözlenmiş dalga şekli karşılaştırması. Nokta- kaynak modellemesinden elde edilen diğer düğüm düzlemi (doğrultu=322 o, eğim=68 o ve kayma açısı=68 o ) fay düzlemi seçilerek de bir sonlu-fay modellemesi (Model M4) yapılmıştır. Bu ters çözüm denemesi sonucunda hesaplanan hata miktarı (Tablo 3) gözlenen veriye uyumun azaldığına işaret etmektedir. Dolayısıyla, Model M3 gözlenmiş veriye en iyi uyumu sağladığından depremin sonlu-fay modeli olarak tercih edilmiştir. Model M3 ters çözüm denemesi için elde edilen kayma dağılımı, moment boşalım fonksiyonu ve sentetik-gözlenmiş dalga şekli uyumları Şekil 5 de gösterilmiştir. Model M3 için elde edilmiş kayma modelinden hesaplanan sismik moment 1.2x10 18 Nm (M W =6.0) dir. Tablo 3. Bu çalışmada 2010 Başyurt depremi için yapılan sonlu-fay ters çözüm denemeleri. Model No. Varyans Değeri Model M2 0.3336 Model M3 0.3325 Model M4 0.3663 5

Şekil 5. Sonlu-fay modellemesi sonucu elde edilen kaynak-zaman fonksiyonu ve kayma modeli. Kayma modeli üzerinde gösterilen kayma vektörlerinin yönü tavan bloğun göreceli hareket yönünü göstermektedir. 5. TARTIŞMA 2010 Başyurt depremi nokta-kaynak modellemesi faylanmanın doğrultu-atımlı olduğunu ve telesismik kayıtların dış merkezin 2 km eğim yukarısında ve 4 km derinlikte yerleşmiş sismik moment serbestlenmesi 0.96x10 18 Nm olan bir nokta-kaynak ile modellenebileceğini göstermiştir (Şekil 3 ve 4). Kırılma toplamda 12 sn sürmüştür ve moment serbestlenmesi birbirinden ayırt edilebilen 2 süreç halinde meydana gelmiştir. KD- GB uzanımlı düğüm düzlemi (doğrultu=57 o, eğim=79 o GD, rake=22 o ) uzanımı Gökdere Yükseliminin batı kenarını sınırlayan küçük yerel faylardan Aşağı Demirci ve Sarıbuğday köyleri arasında 10 km lik bir uzunluk boyunca uzanan fay (doğrultu K55 o D, eğim 75 o G) ile artçı depremlerin belirlediği yönelim ile uyumlu olduğundan fay düzlemi olarak seçilmiştir. Buna göre elde edilen kaynak mekanizması deprem için küçük bir ters bileşeni olan sol-yanal faylanma önermektedir ki bu sonuç hem DAFZ nun sol yanal karakteri hem de KFS ve PBS arasındaki fay basamağının sıkışmasal karakteri ile uyumludur. Çalışmada deprem için elde edilen ve Şekil 5 de verilen sonlu-fay kayma dağılım modeli depremin hem kırılma alanı hem de kayma büyüklüğü dikkate alındığında biri büyük (en büyük kayma 0.7m) diğeri küçük (en büyük kayma 0.5m) 2 fay pürüzünün kırılması sonucu oluştuğunu önermektedir. Büyük pürüz odağın GB sında 8 km derinlikte yer 6

alırken, küçük pürüz odağın KD sunda yerleşmiştir. Büyük pürüz üzerinde sol-yanal faylanma baskınken küçük pürüz üzerinde ters faylanma karakterinin daha baskın olduğu kayma vektörleri dağılımından anlaşılmaktadır. Kırılma odakta başladıktan sonra iki taraflı yayılmıştır. Ancak KD ya doğru daha çok eğim yukarı, GB ya doğru ise daha çok eğim aşağı yayılmıştır. Baskın kırılma yayılımı ve sismik moment serbestlenmesi GB doğrultusunda gerçekleşmiştir. Toplam kırılma süresi 10 sn dir. Tablo 4. 2005 yılında Karlıova Üçlü Eklemi (KÜE) yakınında meydana gelen ve büyüklükleri 5.3<M<6.0 olan depremler. No. Tarih Enlem-Boylam ( o ) Adı M W Doğrultu ( o ) Eğim ( o ) Rake ( o ) Kaynak Karlı Ova Depremleri 1 12.03.2005 39.38-40.85 Karlıova 5.7 84 78-180 KRDAE, USGS 2 14.03.2005 39.35-40.89 Karlıova 5.8 112 75 177 KRDAE, USGS 3 23.03.2005 39.43-40.92 Karlıova 5.7 111 80 175 KRDAE, USGS 4 06.06.2005 39.38-40.84 Karlıova 5.7 KRDAE, USGS Sivrice M L Depremleri 5 6 09.02.2007 21.02.2007 38.38-39.06 38.37-39.32 Sivrice Sivrice 5.3 5.9 KRDAE KRDAE Çağlayan M L Depremi 7 30.07.2009 39.61-39.77 Çağlayan 5.0 KRDAE KRDAE: Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü; USGS: Amerikan Jeolojik Araştırmalar Kurumu 2010 Başyurt depreminin oluşumu fay zonu süreksizlikleri ile ilişkili gelişen küçük ölçekli fayların ürettiği ve büyüklüğü M=5.0 ile M=6.0 arasında olan depremlerin önemini gündeme getirmiştir. Türkiye de bu büyüklüklerdeki depremlerin özellikle kırsal alanlarda can ve mal kayıplarına yol açabilecek kapasitede olması bu önemi daha da arttırmaktadır. Yakın geçmişte KAFZ ve DAFZ boyunca süreksizler ile ilişkili bu tür fayların ürettiği can ve mal kayıplarına yol açan birçok deprem meydana gelmiştir. Bu tür depremlere örnek olarak büyüklükleri M W =5.7-5.8 olan 2005 Karlıova depremleri (Tablo 4, Şekil 2, Özalp vd. 2005), M L =5.3-5.9 olan 2007 Sivrice (Elazığ) depremleri (KRDAE, 2007) ve 2009 Çağlayan (Erzincan) depremi (M L =5.0 ) (MTA, 2009) (Tablo 4) gösterilebilir. 2005 Karlıova depremleri KAFZ üzerinde 1949 Elmalı depremi kırığı boyunca sıkışmasal fay büklümü gözlenen yer civarında, 2007 Sivrice depremleri DAFZ boyunca gelişmiş Hazar Gölü genişlemeli fay basamağı civarında ve 2009 Çağlayan depremi KAFZ üzerinde yer alan Erzincan genişlemeli fay basamağı ile ilişkili yerel bir fay üzerinde meydana gelmiştir. Bu depremler, komşu fay segmentleri yakın zamanda kırılmış olsa da aralarındaki süreksizliklerle ilişkili küçük ölçekli fayların deprem tehlikesi oluşturmaya devam edeceğini önermektedir. Bu nedenle küçük ölçekli fayların gerilme durumlarının anlaşılması açısından bu faylar hedeflenerek daha ayrıntılı gerilme modellemesi çalışmaları yapılması gereği ortaya çıkmaktadır. KAYNAKLAR Aktar, M., Ergin, M., Özalaybey, S., Tapırdamaz, C., Yörük, A. And Biçmen, F. (2000), A lower-crustal event in the northeastern Mediterranean: The 1998 Adana earthquake (MW=6.2) and its aftershocks, Geophys. Res. Lett., 27, 2361-2364. Ambraseys, N. N., (1989). Temporary seismic quiescence: SE Turkey. Geophysical Journal, 96, 311-331. Ambraseys, N. N., and Jackson, J., (1998). Faulting associated with historical and recent earthquakes in the eastern Mediterranean region, Geophys. J. Int., 133, 390-40. Arpat, E. ve Şaroğlu, F., (1972). Doğu Anadolu fayı ile ilgili bazı gözlemler ve düşünceler. MTA Enstitüsü Dergisi, 78, 44-50. Arpat, E. ve Şaroğlu, F., (1975). Türkiye deki bazı önemli genç tektonik olaylar, Türkiye Jeoloji Kurultayı Bülteni, 18(1), 91-101. 7

Aşkan, A., Gupta, S.P. ve Uğurhan, B. (2010). March 08, 2010 Ba şyurt Karakoçan (Elazığ) Earthquake, Supplementary Report, Earthquake Engineering Research Center Middle East Technical Unıversity, Ankara. Barka, A., (1992). The North Anotalian Fault Zone. Annales Tectonicae, VI, 164-195. Barka, A., and Kadinsky-Cade, K., (1988). Strike-slip fault geometry in Turkey and its influence on earthquake activity, Tectonics, 7, 663-684. Barka, A., and Reilinger, R., (1997). Active tectonics of the eastern Mediterranean region: deduced from GPS, neatectonic and seismicity data, Annali di Geofisica, XL(3), 587-610. Celep, Z., Erken, A., İlki, A. ve Taşkın., B. (2010). 8 Mart 2010 Kovancılar-Elazığ Depremi Ön Mühendislik Raporu, Deprem Mühendisliği ve Afet Yönetimi Enstitüsü, İTÜ, İstanbul. Emre, Ö., Duman, T.Y., Özalp, S. ve Elmacı, H. (2010). 8 Mart 2010 Başyurt-Karakoçan (Elazığ) Depremi Değerlendirme Raporu, Jeolojik Etüdler Dairesi, MTA, Ankara, Türkiye. Eyidoğan, H., (1983). Bitlis-Zağros bindirme ve kıvrımlı kuşağının sismotektonik özellikleri. Doktora Tezi, İstanbul Teknik Üniversitesi, Maden Fakültesi, 112s (yayımlanmamış). Gülen, L., Barka, A. A., and Toksöz, M. N., (1987). Continental collision and related complex deformation: Maraş triple junction and surrounding structures, SE Turkey, Yerbilimleri, 14, 319-336. Incorporated Research Institutions for Seismology web sayfası (http://www.iris.washington.edu), 2010. Jackson, J., and D. P. McKenzie, (1984). Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt between western Turkey and Pakistan, Geophys. J. R. Astr. Soc., 77, 185-264. Kalafat, D., (1995). Anadolu nun tektonik yapılarının deprem mekanizmaları açısından irdelenmesi, Deprem Araştırma Bülteni, 77, 217s. Kalafat, D., Kekovalı, K., Güneş, Y., Yılmazer, M., Kara, M., Deniz, P., Berberoğlu, M. (2009). Türkiye ve Çevresi Faylanma-Kaynak Parametreleri (MT) Kataloğu (1938-2008), KRDAE, İstanbul,Türkiye. Kalafat, D., Zülfikar, C., Vuran, E. ve Kamer, Y. (2010). 08 Mart 2010 Başyurt-Karakoçan (Elazığ) Depremi, Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü, Boğaziçi Üniversitesi, Mart, 2010 İstanbul. Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü (KRDAE) (http://www.koeri.boun.edu.tr/). Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü, (2007).http://www.koeri.boun.edu.tr/sismo/default.htm Kikuchi, M. And Kanamori, H., (1991). Inversion of complex body waves-iii, Bull. seism. Soc. Am., 81, 2335-2350. Kikuchi, M., M. Nakamura, and K.Yoshikawa (2003). Source rupture processes of the 1944 Tonankai earthquake and the 1945 Mikawa earthquake derived from low-gain seismograms, Earth Planets Space, 55, 159-172. Maden Tetkik Arama Müdürlüğü, (2007). 30 Temmuz 2009 Çağlayan (Erzincan) Depremi Bilgi Notu, Jeoloji Etütleri Dairesi Yer Dinamikleri Araştırma ve Değerlendirme Koordinatörlüğü Aktif Tektonik Araştırmaları Birimi, Ankara, Türkiye. McClusky, S., Balassanian, S., Barka, A., Demir, C., Ergintav, S., Georgiev, I., Gürkan, O., Hamburger, M., Hurst, K., Kahle, H., Kastens, K., Nadariya, M., Ouzounis, A., Paradissis, D., Peter, Y., Prilepin, M., Reilinger, R., Şanlı, I., Seeger, H., Tealeb, A., Toksöz, M.N., and Veis, G., (2000). GPS constraints on plate kinematics and dynamics in the Eastern Mediterrenean and Caucasus, J.Geophys. Res., 105, 5695-5719. McKenzie, D.P. (1972). Active tectonics of the Mediterrenean region, Geophys. J. R. Astr. Soc., 30, 109-185.Nalbant, S.S., McCloskey, J., Steacy, S., and Barka, A., (2002). Stress accumulation and increased seismic risk in eastern Turkey. Earth and Planet. Sci. Lett., 195, 291-298. Özalp, S., Doğan, A., ve Emre, Ö. (2005). 6 Haziran 2005 Karlıova Depremi nin Değerlendirilmesi, Jeoloji Etütleri Dairesi Yer Dinamikleri Araştırma ve Değerlendirme Koordinatörlüğü Aktif Tektonik Araştırmaları Birimi, Ankara, Türkiye. Pınar, A., (1995). Rupture process and spectra of some major Turkish earthquakes and their seismotectonic implications. PhD Thesis, Boğaziçi University, İstanbul, 125 pp, (unpublished). 8

Reilinger, R., Mcclusky, S., Vernant, P., Lawrence, S., Ergintav, S., Cakmak, R., Ozener, H., Kadirov, F., Guliev, I., Stepanyan, R., Nadariya, M., Hahubia, G., Mahmoud, S., Sakr, K., Arrajehi, A., Paradissis, D., Al-Aydrus, A., Prilepin, M., Guseva, T., Evren, E., Dmitrotsa, A., Filikov, S.V., Gomez, F., Al-Ghazzi, R., Karam, G. (2006). GPS Constraints on Continental Deformation in the Africa-Arabia-Eurasia continental collision zone and implications for the dynamics of plate interactions, J. Geophys. Res., 111, BO5411, doi: 10.1929/2005JBOO4051, 1-26. Şaroğlu, F., Emre, Ö., and Kuşçu, İ., (1992). The East Anatolian fault zone of Turkey, Annales Tectonicae, Special Issue, Supplement to V. VI, 99-125. Taymaz, T., Eyidoğan, H., and Jackson, J, (1991). Source parameters of large earthquakes in the East Anatolian fault zone (Turkey), Geophys. J. Int., 106, 537-550. Tübitak, (2010). http://www.ydbe.mam.gov.tr/depar/2010_03_08_elazig/index.html 9